1 引言

二叠纪末生物大灭绝依然是当今科学界的未解之谜。虽然近年来在灭绝时间和灭绝机制方面取得了重要突破(Shen et al., 2011; Sun et al., 2012)，但在灭绝的模式和诱因方面依然存在较大争议(Jin et al., 2000; Yin et al., 2007, 2012; Shen et al., 2011)。沉积环境和海平面变化的研究对于深入理解二叠纪末生物大灭绝的机制、过程和环境背景具有极为重要的作用。尤其是海平面变化阶段与灭绝事件的对应关系，灭绝是发生在海平面的上升阶段还是下降阶段、是在海平面的高水位期还是低水位期，对于全面认识二叠纪末生物大灭绝的原因、正确评价海平面变化及缺氧事件等对灭绝的影响和贡献等具有至关重要的作用。

传统观点(Newell, 1967; Dickins, 1983; Holser and Magaritz, 1987; Ross and Ross, 1987; Erwin, 1993; Shen and Shi, 2002)认为，二叠纪晚期发生了一次全球性的大海退：海退从卡匹敦期开始，一直持续到三叠纪最早期，并认为大海退是造成二叠纪末大灭绝的主要原因。这一观点主要是根据北美和俄罗斯地区的资料得来的。之后，主要来自华南的证据(Yang et al., 1993；Wignall and Hallam, 1993；张克信等，1996；陈中强，1995)逐渐否定了这一观点，认为海侵自长兴晚期就已开始，并早于灭绝事件，二叠纪末大灭绝发生于海平面上升阶段，因此灭绝并不是海退造成的，而与海侵造成的缺氧环境有关(Wignall and Hallam, 1992，1993)。然而，来自华南的报道也同时存在相反的观点(吴亚生和姜红霞，2006; 吴亚生等，2006；Wu et al., 2010)，认为华南地区二叠纪-三叠纪之交为海平面下降期并存在暴露剥蚀，且二叠纪末生物大灭绝的发生与海平面下降基本同时，从而认为海退可能是造成二叠纪末生物大灭绝的重要原因。本文的研究聚焦于湖南慈利江垭剖面二叠系-三叠系界线上下共约17m厚的地层，在沉积微相分析及水深敏感生物类群丰度变化的基础上，详细研究该区二叠系-三叠纪之交的沉积环境变迁和海平面变化，以丰富二叠纪末生物大灭绝的环境背景及二、三叠纪之交海平面变化的研究。

2 古地理背景及地质概况

二叠纪-三叠纪之交，华南板块位于古特提斯洋东部的赤道附近(Zharkov and Chumakov, 2001)。当时，中扬子地区自南向北依次地理分异为五个沉积相带：南部盆地、南部斜坡、江南碳酸盐台地、环盆斜坡-北部斜坡和鄂西盆地-北部盆地。慈利地区在长兴期处于江南碳酸盐台地向鄂西盆地的转换带(冯增昭等，1991)。高峰乡长兴晚期礁体的发现及其台地边缘礁性质的确定(王永标等，1997)不仅表明其西北10km处硅质碎屑岩相的江垭地区在长兴晚期位于深水斜坡-盆地相带，也为该区的沉积环境研究提供了镶边碳酸盐台地的参照模型。之后王松等(2011) 研究了江垭剖面中-上二叠统的岩石特征和沉积环境，根据岩性特征和微相分析，划分出滨岸、局限台地、开阔台地、台地边缘、斜坡及盆地6种沉积环境，大隆组属于深水盆地相；并认为该区二叠纪发生了两次大规模的海侵，分别为栖霞期早期-茅口期晚期以及吴家坪期早期-长兴期晚期。

江垭二叠系-三叠系界线剖面位于慈利县江垭镇西北3km(图 1)。本剖面二叠系-三叠系界线层序出露良好。界线之下为晚二叠世大隆组，厚度为35.05m，主要为深灰色、灰黑色、黑色薄-中层状碳质硅质泥岩、钙质碳质硅质泥岩、碳质硅质灰岩，中上部夹有一段厚约7.3m的薄层至中层状灰岩，化石类群主要为放射虫、海绵骨针和菊石类。界线之上为早三叠世大冶组，本文主要研究了该组底部厚约7m的泥岩段，主要为灰黑色、灰绿色粉砂质粘土岩夹薄层白云岩、白云质灰岩、灰岩，化石类群单调，露头上可见双壳类，薄片中可见少量棘屑和腕足类碎片。

本剖面目前没有得到典型的早三叠世标志化石Hindeodus parvus，但在二叠纪末生物灭绝面之上30cm的第39层内发现有牙形类碎片，特征为明显的三叠纪类型；另外，在灭绝面之上20cm的第37层中部发育有典型的硬底构造，这一特征与煤山剖面二叠系-三叠系界线层(第27层)中部的固结基底完全可以对比，均为快速海侵形成的海侵淹没面(Zheng et al., 2013)，因而在时间上基本同时。基于以上证据，江垭剖面二叠系-三叠系生物地层界线应大致对应于第37层内的硬底顶面(图 2)。

3 材料与方法 3.1 样品采集与分析

本文主要研究了江垭剖面二叠系-三叠系界线层序，包括大隆组最顶部的9.4m和大冶组底部的7.5m，分别采集大块岩石样品65块和24块，每块样品都制作了岩石光面和岩石薄片，以观察沉积构造和进行微相分析。

3.2 沉积环境分析方法

主要根据沉积微相分析，首先在显微镜下对岩石薄片进行岩性鉴定，并定量统计各微相组分(主要包括颗粒和基质)含量，在此基础上结合聚类分析的方法划分出微相类型，根据各微相的特征分析其成因和沉积环境，之后依据各微相在地层序列中的分布规律来恢复界线层序的沉积环境及其纵向上的演变。另外，还结合野外露头和室内岩石光面沉积构造的观察资料来综合研究沉积环境。

3.3 海平面变化分析方法 3.3.1 大隆组顶部

对大隆组顶部海平面变化的研究，主要选取了以下指标来反映海平面变化。

(1) 微相类型。微相类型是沉积环境的反映，而沉积环境又与海平面变化密切相关，所以微相类型可作为海平面变化的一个重要参数。

(2) 海绵骨针/放射虫比值(海绵骨针/(海绵骨针+放射虫)×100%)。现代硅质海绵主要发育在海底的隆起地貌附近(如礁体附近)(Rützler, 1978)。在现代生物礁环境(如Belize堡礁)，硅质海绵一般聚集于礁前内缘的较深水域(4~12m深)和礁前外缘(12~60m深)(Murchey and Jones, 1994)。在海绵体死亡后，分离下来的硅质海绵骨针可被重力流或底流搬运到较深的斜坡和盆地环境重新沉积下来。现代放射虫为海洋浮游生物，一般在大洋水体表层几百米的范围内生活，常在深水洋盆环境形成富放射虫沉积(Petrushevskaya, 1971)。在近岸海相沉积中，由于大量陆源沉积物的稀释作用而使放射虫沉积罕见(Kling, 1978)；但在缺乏陆源输入的边缘盆地中，在合适的化学条件下，可在浅于500m的水体中形成富放射虫沉积物(Murchey and Jones, 1994)。因此，在同时发育硅质海绵骨针和放射虫的沉积中，可用浅水相的硅质海绵骨针和深水相的放射虫含量的比值来反映沉积地点距离台地的远近(或相对水体深度)，这一水深指标的功能与现代海洋中底栖有孔虫与浮游有孔虫含量的比值基本相同。Murchey and Jones(1994) 在对俄勒冈地区二叠系地层的研究中使用这一指标来指示相对深水，取得了理想的结果。Kiessling(1996) 在研究南阿尔卑斯山脉、阿曼山脉和南极格雷厄姆地区的中生代深水沉积物时也使用了这一水深指标，并结合织纹虫/泡沫虫比值和放射虫全岩体积百分含量，来指示盆地沉积区距离台地的远近，前两个参数取得了良好的效果。在本次研究中，由于样品保存程度不是很好，放射虫的进一步鉴定暂时有些困难，因此仅选用海绵骨针/放射虫比值作为指示水体深度的一个重要参数。

(3) 双壳类/放射虫比值(双壳类/(双壳类+放射虫)×100%)。此比值似乎与海绵骨针比值的指示意义相同，但还没有令人信服的解释，因为薄壳双壳类的生态在这里还不十分清楚。然而，双壳类生活的水体一般来说要比放射虫浅，一则因为其壳质为钙质，因此水体不会太深；二则是因为其多数为底栖生活，不会在太深的海底生活。因此，这一参数在本文中初次尝试作为水深变化的指标，并与其它指标进行比较，以观其效果。

3.3.2 大冶组底部

大冶组底部由于经历了二叠纪末大灭绝而化石稀少，所以主要根据沉积微相分析来恢复海平面变化曲线。

4 结果与讨论 4.1 微相类型及其成因和沉积环境

为了使微相类型的划分更加客观，本次研究对研究层段64个岩石样品的薄片进行了显微镜下各沉积组分的定量统计，之后选取了17个环境意义明确的重要组分(放射虫、海绵骨针、海百合茎、腕足类、介形虫、双壳类、小有孔虫、破碎骨屑、陆源粉砂、非草莓状黄铁矿、草莓状黄铁矿、碳质灰泥、碳质硅质泥、方解石、白云石、碳质粘土、粘土)通过对样本的聚类分析，在距离系数4~5之间，识别出六种微相类型。其中每个样本中含量最高的组分(主要为基质)在微相的划分中起到了主导作用。如在距离系数20附近，主要根据主要组分(基质)的不同，划分出硅质微相(图 3：类群A、B)、碳质灰泥微相(图 3：类群C)、富粘土微相(图 3：类群D)、白云质微相(图 3：类群E)和钙质微相(图 3：类群F)。现将六种微相分述如下。

4.1.1 大隆组顶部

通过对岩石薄片统计结果的分析，在大隆组顶部共识别出三种微相类型(图 3，A、B、C聚类群)。加上未纳入统计的火山粘土层和凝灰岩层，在大隆组顶部共存在五种微相类型：

(1) JY-D-MF1：放射虫-海绵骨针碳质粒泥灰岩(图 3，类群C；图 4a)

微相特征：方解石为主的矿物成分是本微相的最大特征。颗粒含量主要在10%～40%间，基质支撑。颗粒主要为海绵骨针和放射虫，其次为少量薄壳双壳类、介形虫、小有孔虫类和腕足类碎片；放射虫及海绵骨针均完全方解石化；基质为碳质的泥晶方解石。

主要组分全岩体积百分含量见表 1(7个标本统计结果)。

光面特征：发育平行层理，下部缺乏生物扰动或扰动微弱，扰动指数1~2；顶部扰动较强，扰动指数2~3。纵向上一般无明显粒序，少数具有微弱的正粒序。

露头产状和层位：露头上呈灰黑色的中薄层至中层状灰岩，单层厚度在12～27cm间。发育于层20、层21底部和层23中下部：在层20中作为主要微相类型存在，之间夹少量薄层的放射虫碳质硅质泥岩(微相JY-D-MF3)；在层21底部和层23中下部作为夹层夹在薄层的放射虫碳质硅质泥岩(微相JY-D-MF3)中。

成因和环境讨论：本微相中，化石面貌为深水类群(放射虫类)和较浅水类群(海绵骨针、小有孔虫类和介形虫类)共存的特征，这种深水和浅水分子共存的微相常指示了盆地边缘-斜坡环境。放射虫代表了原地或近源沉积的生物类群，主要发育于台地边缘-斜坡相的海绵骨针以及斜坡-浅水台地相的小有孔虫类和介形虫类为经过一定距离搬运的较浅水的异地生物类群。平行层理及微弱正粒序的发育及鲍马A单元(截然的侵蚀底面和明显的正粒序)的缺乏表明该微相为远源的浊流沉积(主要为鲍马序列的D-E单元)，常发育于斜坡和盆地边缘环境。沉积单层内下部生物扰动微弱、上部扰动强烈是快速沉积(浊流或风暴沉积)的典型特征。而以互层或夹层的形式与深水盆地相的放射虫碳质硅质泥岩共存的赋存状态则明显指示了本微相为深水环境中的浊流沉积。大量有机质的存在及总体上生物扰动的贫乏说明本微相沉积于贫氧至缺氧的水体环境。综上所述，本微相为形成于贫氧至缺氧斜坡-盆地边缘环境中的远源浊流沉积。

成因及环境：远端浊流沉积，缺氧-贫氧的斜坡-盆地边缘环境。

(2) JY-D-MF2：海绵骨针-放射虫碳质钙质泥粒硅岩(图 3，类群A；图 4b)

微相特征：高的颗粒含量、钙质颗粒和硅质基质并存是本微相最显著的两个特征。颗粒含量高，多在50%以上，颗粒支撑。颗粒类型主要为单轴的硅质海绵骨针，其次为放射虫，薄壳双壳类和介形虫也较多，还含少量小有孔虫和腕足类。钙质主要为钙质的或钙化的生屑颗粒，基质为碳质的隐晶质玉髓。

主要组分全岩体积百分含量统计数据(6个标本统计结果)见表 2。

光面特征：层理不发育或见微弱的平行层理，生物扰动强烈，扰动指数一般在3~5间，部分单层下部扰动较弱，为1~2，主要为水平潜穴。无明显粒序。

产状和层位：露头上新鲜面为黑色，单层厚度主要在5～10cm间，主要作为夹层存在于层25中上部、层26及层27(仅有一层)的放射虫碳质硅质泥岩(微相JY-D-MF3)中。

成因和环境讨论：本微相特征与微相JY-D-MF1相似，所以成因及沉积环境也应相似，为远源的浊流沉积。但本微相中来自斜坡相的海绵骨针的含量更高，生物扰动也更强，这些特征均反映了相对于微相JY-D-MF1，本微相的沉积沉积地点距离斜坡更近，沉积水体更浅些。

成因及环境：远端浊流沉积，缺氧-贫氧的盆地边缘环境。

(3) JY-D-MF3：放射虫-海绵骨针碳质硅质泥岩(图 3，类群B；图 4c)

微相特征：放射虫为主的生物面貌、低丰度的海绵骨针和较低的颗粒含量是本微相最显著的三个特征。另外，薄壳双壳类的含量也明显高于以上两个微相。放射虫及海绵骨针多保存原来的硅质成分，因而可见到放射虫精美的内部结构。含少量腕足类和介形虫碎片，未见小有孔虫类。基质主要为玉髓，含丰富的有机质。常发育由富硅质层和富碳质层形成的水平层理。

主要组分全岩体积百分含量统计数据(6个标本统计结果)见表 3。

光面特征：水平层理常见，主要由浅色的富硅质层和深色的富碳质层构成。生物扰动微弱，扰动指数一般为1~2，少数层可达3~4。

产状和层位：露头上为黑色，单层厚度一般小于5cm，作为夹层或互层存在于层20～层26层段；作为主要岩性存在于层27、层30、层31、层32及层34中。

成因及环境讨论：放射虫为主的生物面貌、低的海绵骨针含量、由富硅质层和富碳质层构成的水平层理、生物扰动的缺乏等特征均表明本微相为缺氧-贫氧的深水盆地环境中形成的原地沉积(或背景沉积)或浊流沉积的最远端(E单元)。

成因及环境：原地沉积或浊流沉积的最远端(E 单元)，缺氧-贫氧的深水盆地环境。

(4) 关于微相JY-D-MF3统计结果的讨论

通过统计组分的聚类分析，层21-6、21-8和26-3-2均被归入类群B，从而被解释为深水盆地相的原地沉积。但在薄片中的观察显示，层21-6及21-8基质为碳质、钙质和硅质混合物，钙质含量和硅质含量差不多，由于在统计时将此基质一项归入碳质硅质泥而被划入类群B，然而其在产状等其它特征上却与类群C很接近，因此这两层实际应归入类群C，即微相JY-D-MF1；而层26-3-2在聚类分析中之所以被归入类群B，主要是因为其高的基质含量(66.67%)，但基质中的很大一部分是细小的粉砂级颗粒，由于其难以鉴定而被归入基质，但这些颗粒很可能是细小的硅质海绵骨针；另外，本层统计出的海绵骨针全岩体积百分含量为15.67%，放射虫为2.33%，均与类群A接近，因此本层应该归入类群A，即微相JY-D-MF2。

(5) JY-D-MF4：碳酸盐化玻屑晶屑凝灰岩(图 4d)

微相特征：钙质含量变化于5%～50%，平均约25%，自下而上逐渐减少，主要为撕裂状或鸡骨状的钙化的玻屑；白云石含量变化于30%～90%，平均约60%，主要为他形的晶体；晶屑含量约2%，粒径小于0.5mm，自下而上含量逐渐降低、粒径逐渐减小，主要为棱角状石英晶屑，含少量长石；草莓状黄铁矿丰富，含量约3%，含少量玉髓。生屑含量1%，主要为少量钙化(或白云石化)的骨针和放射虫。

光面特征：主要为块状的均质结构，无层理构造，最底部可见中砂级的石英和长石颗粒。

产状和层位：露头上灰绿色，呈致密块状，可风化为灰黄色，发育层位为层25-4、28-1、31-1-2。

成因及环境讨论：火山晶屑(石英及长石)及撕裂状或鸡骨状火山玻屑的存在表明本层为火山喷发的碎屑物直接由大气进入海水沉积形成的凝灰岩。

成因及环境：火山喷发的碎屑物直接由大气进入海水沉积形成的凝灰岩。

(6) JY-D-MF5：火山粘土层

露头特征：新鲜露头上呈灰绿色粘土状，可风化为土黄色。

产状及层位：常为厘米级的薄层状。单独产出或发育于碳酸盐化玻屑晶屑凝灰岩(微相JY-D-MF4)之上，在颜色、粒度上两者间均为渐变过渡关系。发育层位为层28-2、31-1-1及33。

成因及环境讨论：常存在于碳酸盐化玻屑晶屑凝灰岩的上部及在颜色和粒度上两者间均为渐变过渡关系表明本微相与微相JY-D-MF4(碳酸盐化玻屑晶屑凝灰岩)成因相同，为火山喷发的碎屑物直接由大气进入海水沉积形成的细粒凝灰岩。

成因及环境：火山喷发的碎屑物直接由大气进入海水沉积形成的细粒凝灰岩。

4.1.2 大冶组底部

通过对样品统计数据的聚类分析，在江垭二叠系-三叠系界线剖面的大冶组底部识别出三种微相类型：含碳质粉砂质粘土岩(图 3，类群D)、白云岩(图 3，类群E)和(白云质)亮晶灰岩(图 3，类群F)。

(1) JY-DY-MF1：含碳质粉砂质粘土岩(图 3，类群D；图 4e)

微相特征：矿物成分主要为粘土矿物，混有少量有机质，全岩体积百分含量变化于69.20%～87.60%间，平均82.25%，粘土矿物主要为伊利石；陆源粉砂含量变化于10.00%～20.20%间，平均13.10%，主要为30μm以下的石英颗粒；草莓状黄铁矿丰富，含量变化于2.40%～10.60%间，平均4.65%。薄片中未见微体化石，露头上在48层底部可见Claraia介壳层。本微相主要组分含量见表 4(4个标本统计结果)。

光面特征：发育微细水平层理，可见水平至倾斜潜穴，扰动指数一般为1~2，少数可达3。

产状和层位：露头上呈黑色，顶底面水平，发育层位为层36、40、44a、44c、46、48-1及48-5，与微相JY-DY-MF2(白云岩)成互层状产出。

环境讨论：丰富的有机质和草莓状黄铁矿的发育说明当时的沉积物-水体界面附近为贫氧-缺氧环境；伊利石为主的粘土矿物以及丰富的石英粉砂的存在说当时本地区的沉积作用强烈受到河流的影响，沉积颗粒主要来自河流搬运来的陆源粘土和粉砂。但相对于大隆组顶部的背景沉积(微相JY-D-MF3)，该微相有机质含量较低、粉砂含量显著增高(平均高达13.10%)，两者均表明相对于微相JY-D-MF3，本微相的沉积速率明显增高，说明本微相的沉积区距离陆源沉积供应区(河口或陆地)变近，沉积水体较微相JY-D-MF3明显变浅。而本微相中深水相生物的缺乏和浅水台地相生物的发育(双壳类Claraia)进一步说明本微相沉积于陆棚浅海环境。

成因及环境：河流或其他地表径流搬运的陆源泥级颗粒在海盆内的悬浮沉积物，缺氧-贫氧的陆棚浅海环境。

(2) JY-DY-MF2：含少量陆源碎屑物的白云岩(图 3，类群E；图 4f, g)

微相特征：矿物成分基本全为白云石，主要为粒径10～50μm的自形晶；含少量粉砂级陆源石英颗粒，含量一般在2%以下；化石稀少，总含量一般在1%以下，主要为极少量的海百合茎碎片、海胆刺和腕足类。部分层位可见方解石化的石膏晶体。

光面特征：常为块状均质结构，一般无生物扰动或微弱的扰动，扰动指数1~2。极少数的层位扰动较强，扰动指数可达3。

产状及层位：露头上灰白色，单层厚度5～13cm，存在于层37、39、41、42-2、44b，与微相JY-DY-MF1呈互层状产出。本微相主要组分含量见表 5(8个标本统计结果)。

成因及环境讨论：从岩石学特征来看，本微相中的白云石粒径主要在10～50μm间，而现代潮坪环境准同生白云石的粒径一般为几个微米(穆曙光等，1994)，说明本微相的白云石发生了成岩后的重结晶作用。另外，川东北下三叠统飞仙关组底部也发育有岩石学特征与本微相基本相同的泥-微晶白云岩(穆曙光等，1994)，该类白云岩的δ¹⁸O为-7.24‰～-4.31‰，平均-5.97‰，与波斯湾地区现代准同生白云岩的δ¹⁸O 为0.25‰~0.37‰相比明显偏负，这也很可能与成岩后的白云石重结晶作用有关(穆曙光等，1994)。然而，该区的泥-微晶白云岩常含石膏、硬石膏或重晶石等硫酸盐矿物，有时甚至与膏盐层成互层状，并常保留藻类结构等，鸟眼、干裂等暴露标志常见，明显形成于干旱气候下蒸发高盐的浅水潮坪或泻湖环境，为准同生期海底早期成岩环境的产物(穆曙光等，1994)。本微相的岩石学特征与川东北飞仙关组底部的泥-微晶白云石相同，而且也发育代表高盐环境的石膏晶体，但缺乏典型的浅水潮坪相或暴露标志，因此，两者成因应相似，均形成于干旱气候条件下高盐的蒸发泻湖环境，但江垭地区当时的海水深度要稍深。这种高盐蒸发的泻湖环境常反映了干旱气候条件下的低海平面期。另外，极低含量的陆源混入物也暗示了附近地表径流输入的匮乏。综上所述，该微相为准同生期海底早期成岩的产物，形成于干旱气候条件下封闭的(与开阔海隔离，且缺乏地表径流的注入)高盐蒸发泻湖环境

成因及环境：准同生期海底早期成岩白云岩，干旱气候条件下封闭的(与开阔海隔离，且缺乏地表径流的注入)高盐蒸发泻湖环境

(3) JY-DY-MF3：亮晶灰岩，可含白云石或粘土矿物(图 3，类群F；图 4h)

微相特征：矿物成分基本全为10～50μm微亮晶至亮晶方解石，含少量的白云石和粘土矿物。可发育极少量的海百合茎、介形虫和双壳类碎片。含自形的自生石英。发育平坦纹层状藻席。本微相主要组分含量见表 6(13个标本统计结果)。

产状及层位：露头上成灰白色的薄层状或瘤状，作为主要微相存在于层47之上，之间可夹薄层的灰绿色泥岩(JY-DY-MF 4)或黑色泥岩(JY-DY-MF 1)，含量向上逐渐升高，至层53已不含泥岩夹层。

成因及环境讨论：本微相对应于镶边碳酸盐台地标准微相23，常发育在潮坪或沿岸环境，沉积于强烈蒸发的高盐度环境(Wilson, 1975; Flügel, 2004)。自生石英晶体的发育也进一步指示了高盐度的蒸发环境(Flügel, 2004)。为干旱气候条件下蒸发强烈的高盐度封闭盆地。

成因及环境：准同生蒸发碳酸盐岩，干旱气候条件下蒸发强烈的高盐度封闭盆地。

(4) JY-DY-MF4：灰绿色伊利石粘土岩

微相特征：矿物成分主要为伊利石，其次为少量粉砂级石英颗粒，含量在5%以下。化石含量低于1%，主要为极少量的海百合茎、腕足类和介形虫，均以细砂级以下的破碎颗粒形式保存。

光面特征：具微细水平层理，可被生物扰动破坏，潜穴水平至倾斜，扰动指数在1~4间，2~3普遍。

成因及环境讨论：本微相与微相JY-DY-MF1在矿物成分和生物面貌上都基本相似，但不含有机质，且生物扰动明显较强，说明沉积当时沉积物-水体界面处于常氧状态。另外，本微相粉砂含量也较微相JY-DY-MF1更低，反映了较弱的河流影响和较深的沉积环境。因此，本微相应形成于河流和海洋共同作用下的与开阔海相通的循环有氧盆地。

成因及环境：河流或其他地表径流搬运的陆源泥级颗粒在海盆内的悬浮沉积物，充氧的陆棚浅海环境。

(5) JY-DY-MF5：灰绿色火山灰粘土层

本微相发育层位为层35、38、43、45。特征与微相JY-D-MF5相同，所以成因也应相同，为火山喷发的碎屑物直接由大气进入海水沉积形成的细粒凝灰岩。

4.2 沉积环境 4.2.1 大隆组顶部

主要根据浊流沉积微相JY-D-MF1/JY-D-MF2与原地沉积微相JY-D-MF3在纵向的上的相对含量变化，可将本剖面大隆组顶部划分为三个依次变深的沉积相：盆地边缘相、盆地外缘相和盆地内部相。

(1) 层20：盆地边缘

本段厚1.21m，主要由微相JY-D-MF1与微相JY-D-MF3呈互层状构成，但浊流相的JY-D-MF1含量占绝对优势，在本段体积含量为93.4%。但这些浊积岩全为远端浊流沉积(主要为鲍马序列的D-E单元)，厚度较薄，单层厚度在12~27cm间；且本段未发现任何指示斜坡相的滑塌沉积等标志；夹在浊积岩间的为盆地相的极薄层放射虫-海绵骨针碳质硅质泥岩(微相JY-D-MF3)，以上特征均指示了本段应该沉积于盆地边缘环境，频繁接受来自斜坡环境的远端浊流沉积；在浊流间隙，沉积了正常盆地相的极薄层放射虫-海绵骨针碳质硅质泥岩。

(2) 层21～层26：盆地外缘

本段厚6.52m，微相类型与排布序列基本与层20相同，但代表浊流沉积的微相JY-D-MF1/ JY-D-MF2含量明显降低，在本段含量降低为52.1%，反映了沉积水体的加深和沉积地点向盆地中心方向迁移，但仍经常受到浊流沉积的影响。

(3) 层27～层34：盆地内部

本段厚约1.61m，基本全为盆地相的放射虫-海绵骨针碳质硅质泥岩背景沉积(微相JY-D-MF3)，不含厚层浊流沉积(微相JY-D-MF1)，仅在下部(层27-12及层29)含有少量薄层的浊流沉积的远端部分(微相JY-D-MF2)，且在本层段的含量也极低，仅占13.7%。说明本段沉积水体进一步加深，沉积地点进一步向盆地中心迁移，沉积区已处于盆地内部，来自斜坡的浊流沉积物很少能够到达这里。

4.2.2 大冶组底部

(1) 层36~层46：滞流盆地

该段厚1.95m，主要由含碳质粉砂质粘土岩(微相JY-DY-MF1)和含少量陆源碎屑物的白云岩(微相 JY-DY-MF2)呈互层构成，反映了低海平面期的滞流盆地环境。在这一时期，相对海平面较低，沉积盆地由于海槛的隔离而不能与临近的开阔海发生海水交换，变成孤立的滞流盆地。但盆地会受到注入河流的影响，在湿润的气候条件下，河流径流量大，注入的低密度淡水会覆盖在盆地内高密度的海水表面而产生密度分层，从而使盆地底部处于滞流缺氧状态，沉积了黑色的碳质粉砂质粘土岩；在干旱的气候下，注入盆地的淡水减少，小于盆地内水体的蒸发量，盆地内水体盐度升高，沉积了具石膏等蒸发矿物的白云岩(微相 JY-DY-MF2)。

(2) 层47~层48：半循环盆地

该段厚2m，主要由含碳质粉砂质粘土岩(微相JY-DY-MF1)、亮晶灰岩(微相JY-DY-MF3)和灰绿色伊利石粘土岩(微相JY-DY-MF4)组成。在这一时期，相对海平面较36~46层段有所升高，沉积盆地与开阔海间的海槛没入海平面之下，盆地内的流通情况和沉积物类型主要受注入淡水量和蒸发量的共同控制。若注入盆地的河流径流量足够大，在盆地表层产生的淡水楔的厚度大于海槛深度，则开阔海的含氧水不能进入盆地，从而使盆地海水处于孤立滞流缺氧状态，沉积了黑色的碳质粉砂质粘土岩；若注入盆地的河流径流量较小，在盆地表层产生的淡水楔的厚度小于海槛深度，则开阔海的含氧水能够进入盆地，从而使盆地海水处于循环有氧状态，沉积了灰绿色的生物扰动程度较高的伊利石粘土岩；若注入盆地的河流径流量进一步减小，在干旱的气候条件下，注入盆地的淡水和海水总量小于蒸发量，则盆地内水体盐度会不断升高，最终沉积了蒸发性的亮晶灰岩(微相JY-DY-MF3)。

(3) 层49~层52：循环盆地

该段厚2.98m，主要由亮晶灰岩(微相JY-DY-MF3)和灰绿色伊利石粘土岩(微相JY-DY-MF4)组成。在这一时期，相对海平面较47~48层段进一步升高，沉积盆地与开阔海间的海槛依然在海平面之下；且气候变得更为干旱，注入盆地的河流径流量较小，盆地内的流通情况和沉积物类型主要受注入海水量和蒸发量的控制。若注入的海水量大于蒸发量，则盆地处于循环有氧的正常海环境，沉积灰绿色的生物扰动程度较高的伊利石粘土岩；若注入的海水量小于蒸发量，则盆地内水体盐度升高，沉积亮晶灰岩(微相JY-DY-MF3)。

(4) 53层：蒸发盆地

本层段未测至顶，厚度大于0.5m。基本全由亮晶灰岩(微相JY-DY-MF3)组成。在该段沉积时期，气候变得极为干旱，相对海平面较低，盆地内海水的蒸发量始终大于注入量，因此盆地处于持续蒸发状态，沉积了一套蒸发性的亮晶灰岩。

4.3 海平面变化 4.3.1 大隆组顶部

主要依据微相组合类型、海绵骨针/放射虫比值和双壳类/放射虫比值在纵向上的变化，可将大隆组顶部的海平面变化划分出六个主要的阶段(见表 7)。

由表 7及图 5可以看出，江垭剖面大隆组最顶部总体上为一海侵过程。海水在层20深度较浅，沉积了一套以中薄层、中层状的浊积灰岩为主的岩石类型，夹少量原地沉积的极薄层放射虫碳质硅质泥岩，海绵骨针/放射虫比值和双壳类/放射虫比值较高，分别在60%和20%以上；之后在层21底部开始海侵，相应的浊积灰岩含量降低、层厚变薄，海绵骨针/放射虫比值和双壳类/放射虫比值明显降低，分别在60%和20%以下；在层23顶部(23-23层)，海平面又有所下降，浊积岩含量、海绵骨针和双壳类含量也明显升高；在层27处，海水显著加深，在露头上主要表现为层厚总体上明显变薄，主要为极薄层的放射虫碳质硅质泥岩，浊积岩、海绵骨针及双壳类含量也明显降低，沉积相也由下部的盆地外缘相变为安静缺氧、极少受浊流影响的深水盆地内部相；之后海平面持续升高，在层30和31层段达到二叠纪末期最高水位期，在微相类型上全为盆地相原地沉积的极薄层放射虫碳质硅质泥岩，而海绵骨针/放射虫比值和双壳类/放射虫比值也降至最低，分别在30%和10%以下；向上至层32，海平面又有所回落，相应地海绵骨针和双壳类含量也有所升高，但在沉积相上仍为深水盆地相。

4.3.2 大冶组底部

大冶组底部的相对海平面变化如图 5所示。在层36~层46段，海平面一直处于低水位，盆地处于孤立滞流贫氧-缺氧状态。在47~48层段，海平面有所升高，盆地处于半循环间歇充氧状态，与邻近的开阔海可以间歇性的发生海水交换；在49~52层段，海平面进一步升高，盆地完全处于循环充氧状态；至53层，海平面开始下降，气候也变得极为干旱，盆地处于孤立蒸发状态。

4.3.3 二叠系-三叠系界线附近的海平面变化

由上文可知，在大冶组底部，相对海平面有一快速的大幅度下跌，沉积环境由大隆组顶部的深水盆地相突然转变为大冶组底部的浅水台地相，生物类群也由大隆组顶部的深水类群放射虫-海绵骨针组合变为大冶组底部的浅水类群棘皮类-双壳类-藻类组合。由露头大化石研究及岩石薄片中微体化石丰度和分异度的统计资料可知，该海退面的层位正好对应于二叠纪末生物灭绝面，从而暗示大幅度的快速海平面下降很可能是造成二叠纪末生物大灭绝的重要原因。

5 结论

(1) 在江垭剖面大隆组顶部划分出五种微相类型，包括远端浊流沉积的放射虫-海绵骨针碳质粒泥灰岩和海绵骨针-放射虫碳质钙质泥粒硅岩、盆地背景沉积的放射虫-海绵骨针碳质硅质泥岩和火山沉积的碳酸盐化玻屑晶屑凝灰岩和火山粘土层。

(2) 在大冶组底部也划分出五种微相类型：滞流盆地相的含碳质粉砂质粘土岩、循环盆地相的灰绿色粘土岩、蒸发盆地相的含少量陆源碎屑物的白云岩和亮晶灰岩以及火山成因的火山灰粘土层。

(3) 大隆组顶部层序沉积于相对海平面持续上升阶段，随着相对海平面的上升，沉积环境逐渐由盆地边缘向盆地内部迁移。自大冶组底部向上，相对海平面逐渐上升，沉积环境依次由滞流盆地变为半循环盆地和循环盆地；在距离大冶组底部约7m处，相对海平面开始下降，气候变得极为干燥，沉积盆地转变为蒸发盆地。

(4) 在大隆组和大冶组界线处，相对海平面有一快速的大幅度下降，沉积环境由大隆组顶部的深水盆地相变为大冶组底部的浅水台地相，该海退面在层位上正好与二叠纪末生物灭绝面相一致，从而表明大海退很可能是造成二叠纪末生物大灭绝的重要原因。

致谢 衷心感谢中国科学院南京地质古生物研究所薛耀松研究员对岩石薄片鉴定的指导和陈军博士、张燚强博士和林巍博士对野外工作的大力协助。感谢中科院南京地质古生物研究所的陈吉涛博士对本文英文摘要的仔细修改和润色。感谢两位审稿人的建设性修改意见。